Métodos de datación radiométrica.

Vista previa del material en texto

En este caso se manifiestan dos procesos de desintegración radiactiva del 40K: desintegración +
(40K  40Ar) y desintegración - (40K  40Ca).
Esto determina que la ecuación general de la desintegración radiactiva +deba ser corregida con
un coeficiente e/ que expresa la fracción de átomos de 40K que se desintegra a 40Ar:
 1e·K·
λ
λ
 Ar Ar λt40e0
4040 




 (1) 





 1
K
ArAr-
λ
λ
ln
λ
1
t
40
0
4040
ε
 (2)
donde:
= e + 
Conociendo que en la roca no existe originalmente 40Ar, entonces, las ecuaciones se reducirían a:
 1eK··
λ
λ
 Ar λt40e
40
40 




 (3) 





 1
K
Ar
·
λ
λ
ln
λ
1
t
40
40
ε
 (4)
Este método es usado ampliamente para la datación de minerales de potasio que retienen 40Ar
cuantitativamente, tales como moscovita, biotita y hornblenda en rocas ígneas y metamórficas.
Las edades calculadas a partir de la ecuación (4) representan el tiempo transcurrido desde que el
mineral que está siendo datado se enfrió a través de su temperatura de bloqueo, por debajo de la
cual el 40Ar es retenido cuantitativamente. Por lo tanto, las edades de K-Ar de minerales
enfriados lentamente son subestimadas.
También ha sido utilizado para datar glauconita autigénica e illita en rocas sedimentarias y para
muestras de rocas de basalto vítreo. Sin embargo, tales aplicaciones requieren de una selección
cuidadosa de las muestras y no son las habituales.
Una alternativa lo constituye la desintegración radiactiva -, la cual se expresaría mediante
ecuaciones complementarias:
 1eK··
λ
λ
 Ca Ca λt40β0
4040 





 





 1
K
CaCa-
λ
λ
ln
λ
1
t
40
0
4040
Β
Sin embargo, la posible aplicación de este método choca con los hechos de que el 40Ca es el
isótopo más abundante del Ca (96,94%) y su composición isotópica es difícil de medir por
espectrometría de masas.
 Método del Rb-Sr.
Este método se basa en la desintegración radiactiva - (87Rb87Sr).
Atendiendo a que existe siempre una determinada cantidad de 87Sr en las rocas originales, se
utiliza como la relación (87Sr/86Sr)0 = 0,7040 en los basaltos oceánicos como referencia inicial a
la composición isotópica del estroncio.
De tal forma, las ecuaciones quedarían representadas como:




 





 1λte·
Sr
Rb
 
Sr
Sr
 
Sr
Sr
86
87
0
86
87
86
87





















 1
Sr
Rb
Sr
Sr
-
Sr
Sr
ln
λ
1
t
86
87
0
86
87
86
87
 
 Método del U-Pb, Th-Pb.
60
87Rb 87Sr T12  48,8·109 a   1,42·10-11 a-1
Este método se basa en la ocurrencia de 3 procesos de desintegración radiactiva: (238U206Pb),
(235U207Pb) y (232Th208Pb).
Para rectificar el efecto causado por la presencia de 206Pb, 207Pb y 208Pb originalmente en la roca,
se introducen las relaciones (206Pb/204Pb)0= 12,97, (207Pb/204Pb)0= 14,17 y (208Pb/204Pb)0= 33,90.
De acuerdo con esto, las ecuaciones quedarían como:





 





 1tλe·
Pb
U
 
Pb
Pb
 
Pb
Pb 1
204
238
0
204
206
204
206





















 1
Pb
U
Pb
Pb
-
Pb
Pb
ln
λ
1
t
204
238
0
204
206
204
206
1
 





 





 1tλe·
Pb
U
 
Pb
Pb
 
Pb
Pb 2
204
235
0
204
207
204
207





















 1
Pb
U
Pb
Pb
-
Pb
Pb
ln
λ
1
t
204
235
0
204
207
204
207
2
 





 





 1tλe·
Pb
Th
 
Pb
Pb
 
Pb
Pb 3
204
232
0
204
208
204
208
61
238U 206Pb + 8 4He T12  4,468·109 a 1  1,55125·10-10 a-1
235U 207Pb + 7 4He T12  0,7038·109 a 2  9,8485·10-10 a-1
232Th 208Pb + 6 4He T12  14,010·109 a 3  4,9475·10-11 a-1